Глава IV источники энергии и движение вещества в биосфере

Жизнь с самого начала развивалась, видимо, как круговорот веществ на взаимодействии фотоавтотрофии и гетеротрофии. Космическая энергия солнечного излучения всегда была основным энергетическим источником жизни.

М.М. Камшилов

ПОТОКИ ЭНЕРГИИ В ПРЕДЕЛАХ ЗЕМЛИ

Для биосферы характерны многочисленные круговороты веществ, в которых осуществляется массовый перенос твердых, жидких и газовых тел при различных температурах и давлениях. К источникам энергии, определяющим эти круговороты, относятся: солнечная энергия, энергия распада радиоактивных изотопов, приливное воздействие Луны и Солнца, гравитационная энергия собственной массы Земли, энергия

Глава VII возникновение и эволюция гидросферы

Деятельность воды в механизме всей земной коры совершенно решающая; особенно ярка она в биосфере.

В. И Вернадский

Океаны, бывшие долгое время «белыми пятнами» на картах по исторической геологии, становятся наиболее надежными источниками информации о природе Земли в геологическом прошлом.

А.П. Лисицын

ОКЕАН - ГЛАВНЫЙ КОМПОНЕНТ ГИДРОСФЕРЫ

Наличие гидросферы является наиболее характерной чертой Земли, причем ничего подобного нет ни на одной из известных планет Солнечной системы. Только наша планета имеет такую температуру поверхности, которая позволяет воде существовать во всех трех агрегатных состояниях. По этому поводу В.И. Вернадский (1965) писал: «Вся масса воды и в жидкой, и в газообразной, и в твердой форме находится в непрерывном движении, переполнена действенной энергией, сама вечно меняется и меняет все окружающее. Картина видимой природы определяется водой».

Мировой океан как основная составляющая часть гидросферы занимает 361 млн. км² (около 71% земной поверхности), обладая огромным объемом воды (1,37 млн. км³), что составляет 94% объема всей гидросферы Земли. Вода в океане находится в постоянном движении, при этом особую роль играют морские течения. Помимо горизонтальной циркуляции вод в океане существует и вертикальная. Циркуляция вод связывает воедино массы океана, что и определяет единство природной среды гидросферы.

Вода океанов представляет собой уникальный природный раствор, в котором находятся все элементы таблицы Менделеева. В океане масса солей составляет 4,8 Χ 10¹⁸ т. В каждом литре морской воды растворено в среднем 35 г солей. Среди основных компонентов, определяющих соленость, выделяются наиболее распространенные или главные ионы морской воды (табл. 28). Видно, что 97% солености вод океана обусловлено 4 ионами: хлоридом (55,2%), натрием (30,4%), сульфатом (7,7%) и магнием (3,7%). Вообще в морской воде содержится около 80 химических элементов, однако только 12 из них имеют концентрацию свыше 1 млн. ^-1 (хлор, натрий, магний, сера, кальций, калий, бром, углерод, стронций, бор, кремний, фтор). Эти элементы, как и большинство других, находятся примерно в одинаковых пропорциях по отношению друг к другу. В морской воде в весьма малых количествах находятся (концентрация в мг/л):

Таблица 28

Главные ионы морской воды (при 34,4%-ной солености)

Ионы	Концентрация
	г/кг	%
Катионы:
Натрий (Na+)	10,47	30,4
Магний (Mg2+)	1,28	3,7
Кальций (Са2+)	0,41	1,2
Калий (K+)	0,38	1,1
Стронций (Sr2+)	0,013	0,05
Анионы:
Хлорид (Сl-)	18,97	55,2
Сульфат (SO42-)	2,65	7,7
Бромид (Вr- )	0,065	0,2
Бикарбонат (НСО3-)	0,14	0,4
Борат (ВО3)	0,027	0,08

серебро – 1 Χ 10^-5, ртуть - 3 Χ 10^-5, золото – 4 Χ 10^-7, радий 7 Χ 10^-11, радон - 6 Χ 10^-16 и др. (Шопф, 1982). Повышенная концентрация солей в морской воде сказывается на многих ее свойствах - увеличивает плотность, повышает точку кипения, понижает температуру замерзания, способствует перемешиванию вод и, вследствие этого, проникновению кислорода на самые большие глубины. Растворенные компоненты морской воды участвуют в двух основных круговоротах. Один круговорот в виде уравновешивающих переносов воды и всей массы растворенных веществ обеспечивает изменение солености. В другом круговороте происходит движение тех веществ, входящих в состав морской воды, которые необходимы для жизнедеятельности организмов. Величины концентрации больше всего изменяются у так называемых биофильных элементов морской воды фосфора и азота. Они в воде находятся главным образом в составе фосфатов (РО₄^3-) и нитратов (NO₃^1-), которые превращаются морскими организмами в органические соединения и переходят в тело гидробионтов. Именно азот и фосфор лимитируют жизнеобеспечивающую систему в океане.

Благодаря большой теплоемкости воды океанов являются глобальным терморегулятором, тем самым определяя климат нашей планеты. Однако роль океана этим не ограничивается. Мировой океан, обладая огромной массой воды, большим количеством взвешенных и растворенных минеральных и органических веществ, участвует в глобальном обмене компонентами с сушей и атмосферой. Очевидно, во многих крупных геологических процессах, происходящих на поверхности Земли (выветривание, накопление осадков и пр.), существенную роль играет океан. Изучение океана помогло понять сущность многих процессов на поверхности континентов и установить важнейшие этапы эволюции Земли. Поэтому в последние годы возникло новое направление в океанологии - палеоокеанология, которая занимается вопросами реконструкции океанской среды в геологическом прошлом. Об успехах этого направления свидетельствует книга американского ученого Т. Шопфа «Палеоокеанология» (1982), в которой изложены современные методы изучения отдельных параметров (батиметрия, течения, температура, химический состав и др.) водной толщи океана в прошлом.

Итак, Мировой океан появился на нашей планете более 1 млрд. лет назад и претерпел сложную эволюцию. Его история за последние 150 млн. лет более детально изучена в связи с глубоководным бурением (Геологическая история океана, М., Наука, 1980). Возникает вопрос: откуда на поверхности Земли появилась колоссальная масса воды и растворенных в ней солей?

ПРОИСХОЖДЕНИЕ ГИДРОСФЕРЫ

Современный облик гидросферы результат длительной геологической истории нашей планеты. История воды связана с историей летучих веществ. Так, следует считать, что составные части первичной атмосферы и вод Мирового океана относятся к летучим веществам. Поэтому вполне естественно, что они интенсивно мигрировали в процессе химической дифференциации Земли, устремляясь в верхние горизонты и образуя легкие оболочки. Согласно современным представлениям, основанным на космохимических и геохимических данных, пары воды и газы первичной атмосферы некогда находились в недрах Земли и поступили на ее поверхность в результате внутреннего разогрева с наиболее легкоплавкими веществами мантии в процессе вулканической и магматической деятельности.

Длительное время считалось, что первично расплавленная Земля на ранних этапах своего развития была окутана мощной атмосферой с парами воды, а при последующем охлаждении произошла конденсация паров в жидкую воду. Выпали дожди, образовав водную массу Мирового океана, которая первоначально при таком способе образования была пресной. Соленой и минерализованной океаническая вода стала позже, в результате сноса растворенных веществ с поверхности континентов в течение длительного геологического времени. Но подобные представления о формировании гидросферы, имевшие в свое время большую популярность, противоречат полученным новейшим данным.

Следует отметить, что Земля как и все внутренние планеты, характеризуется очень малым количеством летучих веществ. Масса гидросферы составляет 0,024% общей массы Земли, а современной атмосферы 0,00009%! Присутствие на Земле столь малого количества летучих связано со способом и местом образования нашей планеты в той части первичной туманности, где их было мало.

Вода (жидкая - твердая) относится к самым поздним конденсатам солнечной туманности и могла осесть в виде космического снега на поверхность некоторых планет, в частности крупных спутников Юпитера и Сатурна. Именно эти спутники (Ганимед, Европа, Каллисто, Титан и др.) покрыты в настоящее время ледяными оболочками. Не исключена возможность, что именно такой способ появления воды в составе Земли объясняет ее количество. Однако, более правдоподобным является поступление воды в состав новорожденной Земли в связи с химическими процессами на завершающих этапах остывания солнечной туманности. Вода и углекислый газ как компоненты солнечной туманности долгое время пребывали в виде молекул, когда преобладающая часть конденсатов уже сформировалась в виде пылевых частиц. Поэтому оставшиеся газы в туманности в какой-то мере поглощались пылевыми частицами путем различных химических реакций и путем адсорбции.

При понижении температуры газовой туманности ниже 400°К, ранее выделившиеся силикаты взаимодействовали с парами воды и превращались в гидратированные минералы. Часть оливинов Mg₂SiO₄ и пироксенов MgSiO₃ при этом переходили в гидратированные силикаты типа серпентина Mg₃Si₄O₁₀(OH)₂.

Таким образом, гидратированные силикаты, присутствующие в некоторых хондритовых метеоритах, оказались скрытыми носителями такого важного летучего вещества как вода. Кроме того, следует учесть, что обладая в тонкодисперсном состоянии высокой поглощающей способностью, они могли захватывать и поглощать из окружающей среды молекулы воды совместно с молекулами обычных и инертных газов. Вероятно, адсорбция была наиболее существенным процессом, при котором оставшиеся в остывающей туманности летучие вещества поглощались пылевой фазой, а в дальнейшем попадали на планеты земного типа и родоначальные тела хондритовых метеоритов.

Можно допустить, что большая часть аргона Аr Земли находилась в ее атмосфере и по этому изотопу может быть проведен подсчет материала заключительных этапов аккумуляции. Основной вывод, вытекающий из разных изотопных расчетов, заключается в том, что при условиях гетерогенной аккумуляции нашей планеты, только материал типа углистых хондритов мог быть пригодным для обеспечения содержания земных летучих. При этом необходимо, чтобы всего лишь 2 - 6% массы нашей планеты было сложено материалом аналогичным углистым хондритам. По некоторым космохимическим и изотопным характеристикам, наиболее подходящим материалом для обеспечения земной гидросферы оказываются углистые хондриты типа С₂ или подобный им материал. Следует все же отметить, что эти расчеты приблизительны. Нам неизвестно количество летучих, сохранившихся в мантии Земли. По расчетам американского геохимика Дж. Ларимера, в мантии может находиться половина земной воды.

Наличие летучих было связано со способом образования нашей планеты, преимущественно с поздним накоплением углисто-хондритового материала. Он был наиболее вероятным носителем летучих соединений и органических веществ, возникших в процессе химической эволюции солнечной туманности на заключительных стадиях ее остывания.

Проблема происхождения океана - главного компонента гидросферы - связана с происхождением как самой воды, так и растворенных в ней ионов различного типа. Поскольку вода относится к летучим веществам нашей планеты, то естественно, что ее история связана с судьбой других летучих. В связи с этим, мы можем отметить, что ряд компонентов, ныне слагающих осадочные породы литосферы, гидросферу и атмосферу, представляют собой летучие компоненты в широком смысле слова. Если сравнить их количество в составе верхних геосфер Земли, включая комплекс осадочных пород - стратисферу, с тем количеством, которое могло освободиться в процессе выветривания и переработки изверженных кристаллических пород земной коры, то получится большая разница, которая названа избытком летучих. Результаты подсчета избытка летучих, выполненных В. Руби (США), представлены в табл. 29. Из приведенных данных видно, что избыток летучих представляет собой внушительную величину, которая по отдельным компонентам в десятки и даже сотни раз превышает количество летучего материала, поступившего в результате выветривания коренных пород литосферы. Например, в избытке летучих углекислого газа в 83 раза,

Таблица 29

Отношение избытка летучих компонентов (ЛК) к их содержанию в изверженных породах (по В. Руби, 1957)

Летучие компоненты	Количество ЛК, поступивших при выветривании пород 1020 т	Избыток ЛК, не учтенных при выветривании пород 1020 т	Отношение избытка к поступлению
Н2О	130	16600	128
С в виде СО2	11	910	83
Сl	5	300	60
N	0,6	42	70
S	6	22	3,7
Н, В, Вr, F	3,5	13	4

а хлора в 60 раз больше, чем это могло бы поступить из первичной земной коры при ее выветривании и переработке.

Итак, проведенные расчеты убедительно свидетельствуют о том, что природные газы глубин Земли играли исключительно важную роль в образовании верхних оболочек нашей планеты. Эта роль видится еще более очевидной, если сравнить состав избытка летучих с составом газов вулканов и изверженных горных пород. Сопоставление соответствующих геохимических данных говорит о том, что состав избытка летучих в главных чертах близок к составу вулканических газов, возникающих и выделяющихся из мантии Земли. Сравнение некоторых геохимических данных в пользу этого вывода представлено в табл. 30. Указанное выше обстоятельство служит серьезным основанием для одного из важнейших геохимических выводов - происхождение вод Мирового океана и газов атмосферы связано с процессами дегазации мантии Земли.

Таким образом, океан возник из паров мантийного материала, которые выделялись совместно с излияниями основных лав на поверхность первичной Земли. Установлено, что основные породы (содержание кремнезема 45 - 53%), которые составляют от 25 до 75% массы континентальной коры (по разным оценкам) и почти всю океаническую кору, были выплав­лены из верхней мантии в процессе магматической деятельности.

ИСТОРИЯ ОКЕАНИЧЕСКИХ ВОД

Еще в 30-х годах нынешнего столетия В.И. Вернадский высказал мысль о глубинном магматическом происхождении морских вод. Он отмечал, что нельзя не учитывать огромного количества вод, связанных с подводными вулканическими извержениями и выходом минеральных источников на всем протяжении океанического дна. Это положение подтверждается новейшими материалами по геологической истории Земли. Вулканические и интрузивные породы составляют не менее 90% современной земной коры, а глубже

Таблица 30

Состав газов из вулканов, изверженных пород, горячих источников и избытка летучих веществ (в весовых %)

Газы	Вулканы Калауза и Мауна – Лоа	Базальт и диабаз	Обсидиан, андезит, гранит	Фумаролы и гейзеры	Избыток летучих компонентов
Н2О	57,8	69,1	85,6	99,4	92,8
С в виде СО2	23,5	16,8	5,7	0,33	5,1
S2	12,6	3,3	0,7	0,03	0,13
N2	5,7	2,6	1,7	0,08	0,24
Аr	0,3	следы	следы	следы	следы
Сl	0,1	1,5	1,9	0,12	1,7
F2	—	6,6	4,4	0,03	следы
Н2	0,04	0,1	0,04	0,05	0,07

10-30 км верхняя оболочка Земли целиком слагается магматическим материалом, поступившим с еще больших глубин. Интрузивные тела, образованные в геологическом прошлом, и выведенные на земную поверхность имеют огромные размеры, в частности знаменитый Бушвельдский батолит (Южная Африка), занимающий объем около 100 тыс. км³, Ангаро-Витимский (Забайкалье) - примерно 1,5 млн. км³ и др. (Попов, 1995).

В настоящее время на нашей планете - около 800 действующих вулканов, приуроченных к сейсмическим поясам и к глубинным разломам (на дне океанов). В недалеком прошлом вулканическая деятельность была интенсивнее, о чем свидетельствуют сохранившееся на дне океана многочисленные конусы потухших вулканов. По данным Г. Менарда, только на дне Тихого океана существует около 10000 вулканических подводных гор (высотой более 1 км), на дне Атлантического океана - около 4000 вулканов и т.д. По статистическим расчетам установлено, что в течение последних 180 млн. лет на поверхность Земли ежегодно выносилось в среднем 30 км³ вулканического материала. Причем около 75% вулканических пород накапливалось на дне океанов, 20% на островах в зонах перехода от океанов к континентам и только 5% на суше. Если учесть, что океаны занимают 71% поверхности Земли, нетрудно подсчитать, что примерно 3/4 вулканических пород приходится на базальтовые плащи, подстилающие океаны.

Как уже отмечалось, происхождение вод гидросферы неразрывно связано с историей летучих веществ. Выделение последних взаимосвязано с магматическими процессами, т.е. каждое излияние базальтовой или андезитовой лавы приносило на поверхность Земли определенную порцию воды. По непосредственным наблюдениям и расчетам количество воды (в виде паров), выделяющейся при известных вулканических извержениях базальтов, колеблется обычно в пределах 3 - 5%, а в ряде случаев до 8% по отношению к массе излившихся пород. Также известны эксперименты с расплавленным базальтом: при полном расплавлении (при температуре 1000°С и давлении 5 - 10 тыс. атм.) в нем растворяется примерно 7 - 8% воды. Все эти данные позволяют утверждать, что излияние базальтов всегда приносило в результате дегазации на земную поверхность в среднем 7% ювенильной воды в виде водяного пара (Виноградов, 1967). На поверхность Земли (на первых этапах ее эволюции) из ее глубин поступали также различные газы - СН₄, СО, СО₂, Н₃ВО₃, NH₃, S, H₂S, HC1, HF, и небольшое количество инертных газов. Например, во время Большого трещинного Толбачинского извержения (Камчатка) в 1975-1976 гг. общий вес извергнутого магматического газа составил 6 Χ 10⁷ т, причем 9/10 общего количества газа пришлось на Н₂О. Это означает, что за время извержения вулкана из магматического расплава в биосферу Земли поступило 54 млн. т воды (Мархинин, 1980). Вместе с этой водой было выброшено (в тыс. т): хлора - 1285, фтора - 138, натрия - 41, серной кислоты - 72 и т.д.

Среди вулканических газов, формировавших первичные атмосферу и гидросферу, на первом месте стояли пары воды и углекислый газ. Если температура поверхности новорожденной Земли превышала 100°С, то вода некоторое время в парообразном состоянии формировала атмосферу. При падении температуры ниже 100°С, что вероятно происходило в полярных областях, началась конденсация воды и образование первичных водоемов. Условия поверхности планеты стали подчиняться широтной зональности в связи с особенностями распределения солнечной радиации.

Начался круговорот воды на поверхности земного шара, который привел к выносу ряда химических элементов с поверхности первичных участков суши в рождающиеся водоемы.

Первые порции воды вулканического происхождения на поверхности Земли были кислыми. Они характеризовались присутствием тех анионов, которые и сейчас находятся в морской воде, за исключением иона SO₄^2-, возникшего позже, в связи с созданием в биосфере окислительной обстановки. Отсюда следует, что первые конденсированные воды на Земле были минерализованы, а собственно пресные воды гидросферы возникли несколько позже, в результате испарения с поверхности водоемов, т.е. в процессе естественной дистилляции.

Сильные кислоты, входившие в состав ювенильных вод, интенсивно разрушали первичные алюмосиликатные породы, извлекая из них щелочные и щелочноземельные элементы, а также катионы двухвалентных - железа и марганца. Новорожденная поверхность суши омывалась кислыми дождями и была местом гидролиза и гидратации соответствующих минералов. Такие же процессы, но несколько иного масштаба, происходили на дне водоемов, куда сносились первые продукты выветривания. При круговороте воды происходил вынос катионов Na⁺, К⁺, Mg²⁺, Са²⁺ из литосферы и значительная их часть стала задерживаться в океане. В связи с этим можно считать, что большая часть катионов океанической воды возникла как продукт выветривания первичной литосферы. В связи с интенсивной миграцией главных ионов гидросферы быстро установились их постоянные соотношения, что характерно и для современного океана.

Восстанавливая эволюцию гидросферы, следует отметить динамический характер всей водной оболочки Земли в целом. Если учесть современную интенсивность круговорота воды через атмосферу при данных климатических условиях и интенсивности фотосинтеза, то не трудно подсчитать, что в течение 3000 лет количество испарившейся воды, вовлеченной в круговорот, равно массе воды Мирового океана, а в течение 9 млн. лет сам планетарный процесс фотосинтеза перерабатывает массу воды, равную всему океану. В процессе круговорота воды в биосфере происходит обмен ее частей разной интенсивности в пределах конкретных скоплений (водоемы, ледники, реки, подземные воды). Как уже отмечалось, самая низкая активность водообмена в гидросфере приходится на ледники (8000 лет), а наибольшей активностью, после атмосферной влаги, характеризуются речные воды, которые сменяются в среднем каждые 11 дней.

Итак, гидросфера вместе с атмосферой и стратисферой (осадочной оболочкой) составляет огромную единую природную экосистему. Поэтому эволюция гидросферы естественно была и остается связанной с историей формирования других верхних геосфер Земли. Ведь еще римский ученый Плиний Старший (23 - 79 гг.) - автор «Естественной истории» (в 37 кн.) - энциклопедии естественно-научных знаний античности - писал: «Вода пропитывает всю Землю - изнутри, снаружи, сверху; ее жилы расходятся во всех направлениях, как связующие звенья».

ЭТАПЫ ЭВОЛЮЦИИ ГИДРОСФЕРЫ

Проблема химической эволюции гидросферы изучалась многими исследователями, среди которых можно отметить А.П. Виноградова, М.Г. Валяшко, А.Г. Вологдина, С.В. Бруевича, А.Б. Ронова, Е.С. Гавриленко, Е.В. Посохова и др. Все эти авторы пришли к выводу об изменчивости химического состава океана в течение его истории. Главное расхождение существующих представлений заключается в оценке степени его изменчивости. Одна часть исследователей придерживается мнения о небольшой изменчивости, другая о значительном изменении состава вод океана.

Согласно представлениям Е.В. Посохова (1981) гидросфера первоначально была представлена одним хлор - кальциевым типом вод. В процессе роста и формирования земной коры произошло разделение природной воды на два генетических типа: морской и континентальной. Дальнейшая химическая дифференциация природных вод привела к возникновению на континентах ряда химических типов, число которых увеличивалось.

Эволюция гидросферы в течение всей истории биосферы Земли происходила под влиянием различных факторов. На самых ранних этапах ее истории ведущая роль, вероятно, принадлежала ювенильному фактору - процессу дегазации и дегидратации мантии в связи с процессом химической дифференциации под влиянием радиогенного тепла. Со временем роль этого фактора уменьшалась. Вода поверхности Земли прошла через бесчисленное множество круговоротов, по-разному соприкасаясь с минеральной частью литосферы и промывая растущие толщи осадочных горных пород и материал коры выветривания. Довольно рано в эволюции гидросферы большое значение стал приобретать биологический фактор - живое вещество биосферы.

Основной причиной химической эволюции океана стали два взаимосвязанных фактора - гидродинамический (материковый сток) и биологический. При этом роль последнего возрастала - увеличение интенсивности фотосинтеза способствовало созданию окислительной обстановки, что отразилось на миграциях многих элементов, а непосредственно сами морские организмы усилили свои концентрационные функции, извлекая из морской воды, необходимые для них вещества. С фанерозоя отмечается появление скелетов организмов, что приводит к увеличению перехода вещества из водной толщи океана в донные осадки. В ходе эволюции нашей планеты живые организмы становятся мощным геологическим фактором, определяющим состав вещества различных геосфер, в том числе и гидросферы. Со временем масштабы развития жизни и степень ее влияния на гидросферы стали огромными. Так, организмы отфильтровывают всю воду океана с отделением взвешенных пищевых частиц примерно за 1 год, а вся масса живого вещества океана обновляется за 33 дня (Лисицын, 1989). При таких масштабах развития жизни, которые возникли в ходе эволюции, ресурсы могут быть быстро исчерпаны, и поэтому она возможна только при постоянном обмене вещества и энергии между недрами и поверхностью Земли (принцип А.Б. Ронова). Значит, организмы в ходе истории с большей полнотой и многообразием стали использовать вещество и энергию внутренних сфер Земли.

В.И. Вернадский придерживался мнения о постоянстве состава вод Мирового океана. Он полагал, что с самых древних этапов геологической истории (с архея) не только состав и формы нахождения элементов должны быть аналогичны современным, но и объем вод на земной поверхности. В пользу этого представления он приводил данные о неизменности минеральных ассоциаций в геологическом прошлом. Однако это положение следует понимать относительно. Возможно, общее постоянство состава и объема вод в гидросфере в течение геологического времени несколько колебалось. При неизменности общего количества воды могло меняться ее распределение между фазами, различными подземными бассейнами и водоемами. Периодически наступающие эпохи материкового оледенения несколько уменьшали массу океанической воды. Относительная стабильность состава природных вод в большей степени присуща водам Мирового океана и в меньшей - - континентальным водоемам и тем более подземным водам.

Вследствие чрезвычайно интенсивной миграции всех химических элементов под действием проточных вод, океан в химическом отношении стабилизировался довольно быстро, поэтому в данном случае можно согласиться с мнением В.И. Вернадского, который в работе «Биогеохимические очерки» (1940) писал: «Огромный материал точного эмпирического наблюдения заставляет думать, что средний состав океанической воды является характерной постоянной планеты, константой, вероятно, являющейся устойчивой в течение геологического времени. Около нее в ту и другую сторону наблюдаются колебания, по-видимому, никогда не достигающие большой величины. Состав тропосферы, величина рН океанической воды, средний состав земной коры являются примерами таких постоянных планеты. Проверка этого положения для гидросферы и биосферы является сейчас одной из очередных задач».

Реки как в прошлом, так и в настоящем - основные переносчики растворенных веществ с поверхности континентов в океан. Если предположить, что реки всего земного шара переносят различные вещества в океан и пренебречь другими источниками, то можно подсчитать время, в течение которого каждый химический элемент сохраняется в морской воде, прежде чем надолго покинет эту среду при выпадении в осадок и поступлении в донные отложения. Этот период может быть обозначен как среднее время пребывания данного элемента в океанических водах. Среднее время равно содержанию данного элемента в водной толще, деленному на скорость поступления с речным стоком (в предположении, что эти величины существенно не изменяются в ходе времени). В табл. 31 приведены некоторые данные о составе речных и морских вод и расчетное время пребывания химических элементов в океане.

Главнейшие корообразующие химические элементы в океанической воде имеют разную историю. Главным катионом литосферы является кремний. В сочетании с анионом кислорода он дает ряд кристаллохимических структур, которые являются основой едва ли не всех породообразующих минералов. Кремний в морской воде находится преимущественно в виде аморфной кремнекислоты. В воде океанов происходит сложная миграция кремнезема, причем основное его количество в верхних горизонтах водной толщи быстро поглощается преимущественно организмами планктона - диатомовыми водорослями, извлекающими 70 - 80% кремнезема из морской воды. Скелеты из кремнезема образуют также радиолярии

Таблица 31

Сравнение среднего содержания главных химических элементов земной коры с их количеством в океанической воде

Элемент	Земная кора, %	Минеральная часть океанической воды, %	Океаническая вода,мг/л	Среднее время пребывания в океане, годы
Si	29,0	0,01	3,0	8-103
А1	8,05	0,003	0,01	1-102
Fe	4,65	0,003	0,01	1,4-102
Са	2,96	1,16	408	8-Ю6
Mg	1,87	3,7	1350	4,5 -107
Na	2,50	30,7	10354	2,6-108
К	2,50	1,1	387	1,1-107
Sr	0,034	0,04	8	1,9-107

и губки, при этом они используют не только растворенный в воде кремнезем, но и аморфный. Эти организмы при своей гибели уносят кремний на морское дно, сокращая сроки пребывания данного элемента в воде.

Алюминий - наиболее распространенный элемент в земной коре. В биосфере образует плохорастворимые соединения и его гидроокислы остаются преимущественно в коре выветривания. Наиболее интенсивная миграция алюминия происходит в условиях кислых почв. В океан он поступает главным образом в составе глинистых минералов, образующих коллоидные взвеси, осаждающиеся на морское дно.

Железо, как и алюминий, встречается в морской воде в малых количествах, при этом окислительные условия способствуют осаждению его из воды, а восстановительные - растворению. Кислая среда (с низким рН) в общем способствует миграции железа, а щелочная (рН ~ 8) определяет осаждение железа в виде гидроокислов. Вынос растворимых соединений железа с континентов происходит преимущественно в зимнее время, когда питание рек осуществляется главным образом за счет грунтовых вод, выщелачивающих железо из почвенных и подпочвенных горизонтов. В современном океане соединения железа довольно быстро осаждаются.

Кальций отличается исключительно высокой миграционной способностью, причем он первый выносится из коренных горных пород в основном в форме карбоната Са(НСО₃)₂. Из всех металлов кальций оказывается наиболее биогенным, поэтому сроки его пребывания в морской воде ограничены. Миграция кальция в океане с участием организмов - наиболее важное звено в его круговороте. С миграцией и свойствами данного элемента связано увеличение интенсивности образования карбонатных пород в фанерозойской истории Земли.

Магний, натрий и калий имеют в общем довольно сходную историю в океане. В современном континентальном стоке отношение Mg/Na близко к единице.

Осаждение магния из морской воды в донные осадки связано с образованием доломитов CaMg(CO₃)2 и захватом его живыми организмами. Однако формирование доломитов происходит в неглубоких морях, изолированных бассейнах в связи с испарением и образованием насыщенных растворов. Часть магния уходит в карбонатный скелет морских организмов, что совершенно не свойственно натрию. Высокая концентрация натрия и магния в океанической воде связана с их высокой растворимостью; они остаются в океане дольше, чем какие-либо другие химические элементы. Натрий в течение веков в больших количествах поступал в океан и более других элементов задерживался в растворенном виде. Значительная часть натрия возвращалась в континентальную кору в составе осадков, долгое время находящихся в водной среде, из которой натрий был извлечен путем катионного обмена (Na⁺ ↔ Н⁺), тонкодисперсными осадками и седиментационными водами. Вынос калия в Мировой океан существенно задерживался процессами сорбции в тонкодисперсных глинах на материках. Калий также поглощался растениями, использовавшими его в физиологических процессах с соответствующим накоплением.

В течение длительной истории Мирового океана указанные выше закономерности миграции катионов несомненно имели место и постоянство их соотношения в морской воде установилось довольно быстро. Однако в далеком прошлом до появления организмов с твердым скелетом кальций дольше задерживался в морской воде, а железо при скудности содержания свободного кислорода интенсивно мигрировало в виде растворимых соединений в закисной форме и дольше задерживалось в водной среде, чем в современную эпоху.

Проблема эволюции гидросферы Земли является трудной, поскольку ее свидетельства фиксируются преимущественно в осадочных породах морского происхождения. Современные представления об истории изменения состава морской воды основаны на изуче­нии системы: атмосфера - океан - литосфера и на выводах, полученных при анализе состава древних осадочных пород. Например, самые существенные различия в процессах седиментации в древнем океане имеются между породами фанерозоя и раннего - среднего докембрия. Это прежде всего формирование до-кембрийских полосчатых железистых формаций, свидетельствующих о миграции железа в более благоприятной водной среде, чем это было позже в геологической истории Земли.

ИЗМЕНЕНИЯ УРОВНЯ ОКЕАНА В ГЕОЛОГИЧЕСКОМ ПРОШЛОМ

Как уже отмечалось, теократический фактор является главным механизмом движений уровня Мирового океана. Ему сопутствует гидрократический - главным образом путем перегруппировки гидросферы между материками и океанами. Эти факторы взаимосвязанны. Как отмечает К.К. Марков (1986, с. 47): «...В истории Земли эпохи интенсивных тектонических движений (протерозой, карбон-пермь, неоген-плейстоцен) совпадают с эпохами оледенений. Между ними существует функциональная связь и можно предположить, что наибольшей своей напряженности теократические движения достигли одновременно с гидрократическими движениями».

Колебания уровня океана лучше всего изучены в фанерозое, когда к началу палеозоя (около 570 млн. лет назад) наступила определенная стабилизация уровня. В течение фанерозоя колебания уровня океана могли определяться как теократическими (преимущественно), так и гидрократическими движениями. На рис. 43 показана кривая изменения уровня Мирового океана в фанерозое. Видно, что в ордовике отмечалась обширная трансгрессия в истории Земли, когда было затоплено более 72 млн. км современных континентов (или около 50% их площади). При данной трансгрессии уровень океана, очевидно, повысился на 250 м (Клиге, 1980). Затем эта трансгрессия сменилась рядом небольших регрессий, причем на рубеже силура и девона вновь фиксируется значительная трансгрессия. Начиная с девона, уровень океана имел тенденцию к снижению, на фоне которого отмечались незначительные трансгрессивные фазы.

Рис. 43. Кривая изменений уровня Мирового океана в течение фанерозоя.

Во второй половине карбона начинается регрессия океана (со скоростью примерно 2 м за 1 млн. лет), совпадающая с герцинским орогенезом, и заканчивающаяся в начале пермского периода. В это время происходило расширение площади суши и уменьшение площади океана, т.е. последовала эпоха (пермь-триас), характеризующаяся широким развитием континентальных толщ. К этому моменту относятся следы позднепалеозойского континентального оледенения, представленные тиллитами Африки, Индии, Австралии и Южной Америки. В юрское время начинается очередная трансгрессия океана, которая во второй половине юры сменяется значительной регрессией, продолжающейся до начала мелового периода.

Во время одной из фаз альпийского орогенеза началась крупная трансгрессия фанерозоя - позднемеловая. Было затоплено около 36% площади современной суши, при этом уровень океана поднялся примерно на 300 м выше современного. По данным 3. Кукала (1987), в позднем мелу трансгрессия океана наступала на сушу со скоростью 110 - 145 км за 1 млн. лет, а скорость отступания моря во время регрессии была примерно в два раза меньше и составляла 55-80 км за 1 млн. лет. После этой глобальной трансгрессии снова появилась тенденция к снижению уровня Мирового океана. Так, в период неогена произошло наибольшее осушение территории современных континентов за весь фанерозой, площадь которых увеличилась не менее чем на 10 млн. км². Ведущим процессом, определяющим снижение уровня океана за последние 100 млн. лет, являлись планетарные тектонические движения земной коры (геократический фактор). И только на последнем этапе эволюции океана - в плейстоцене - резкое изменение климата в сторону похолодания и формирование обширных ледниковых покровов на материках привело к активизации процесса снижения уровня океана под влиянием гидрократического фактора.

В четвертичном периоде (плейстоцене) фиксируется пульсационный характер изменения уровня океана: понижение - в ледниковые эпохи, и повышение - в межледниковые. В общем, для плейстоцена были характерны три типа колебаний уровня водоемов (табл. 32).

Таблица 32

Типы колебаний уровня водоемов в четвертичном периоде (по К.К. Маркову и др., 1967)

Тип водоема	Время пиков трансгрессий и peгрессий
I. Мировой океан и моря	Трансгрессии - в межледниковые эпохи. Регрессии - в ледниковые эпохи.	Климатически обусловлены
II. Плювиальные водоемы (Каспийское море, Бон-вилл и др.)	Трансгрессии - ледниковые эпохи. Регрессии - в межледниковые эпохи.
III. «Озера де Геера» (сточные)	Трансгрессии и peгрессии - тектонически обусловлены.

В течение плейстоцена колебания уровня водоемов имели направленный теократический регрессивный характер, осложненный трансгрессивно-регрессивными гидрократическими колебаниями. Так, для океанического типа и морей типа Средиземного трансгрессии происходили в межледниковые эпохи, а регрессии - в ледниковые. Плювиальный (каспийский) тип колебаний уровня водоемов принципиально отличался от океанического. Трансгрессии (и регрессии) Каспия в плейстоцене были метахронны по отношению к трансгрессивно-регрессивным циклам океана. Подробнее причины крупных трансгрессий и регрессий Каспийского моря будут рассмотрены в главе XII. И, наконец, III тип колебаний уровня изучен шведским геологом Г. де Геером на примере сточных озер Скандинавии, располагающихся в зонах избыточного увлажнения и приуроченных к районам интенсивных тектонических движений земной коры.

В плейстоцене наземное оледенение охватило 25% площади Евразии, 60% Северной Америки и 110% Антарктиды (шелъфовые ледники распространялись за пределы материка). Размеры четвертичного оледенения лучше всего характеризуют не его площади, а объемы древних льдов. Их объем составил 55,8 млн. км³, из которых примерно 47 млн. км приходилось на ледниковые щиты Северной Америки и Антарктиды, и 8 млн. км - на ледниковые покровы Евразии. Все это привело к тому, что в период максимального оледенения уровень океана понизился на 110 м по сравнению с современными значениями.

В течение плейстоцена развивался направленный циклический процесс изъятия значительных объемов вод океана и их концентрация в виде ледниковых покровов на материках. Расчеты В.А. Шлейникова (1975), с учетом абсолютных датировок, продолжительности ледниковых эпох и их взаимосвязи с понижением уровня океана позволили получить следующие данные о характере динамики уровня океана в плейстоцене. Установлено четкое совпадение длительности ледниковых эпох и относительной величины снижения уровня океана:

- гюнц (35 тыс. лет) - снижение уровня океана на 37 м;

- миндель (25 тыс. лет) - снижение уровня океана на 25 м;

- рисе (30 тыс. лет) - снижение уровня океана на 26 м;

- вюрм I (15 тыс. лет) - снижение уровня океана на 16 м.

К настоящему времени получены многочисленные данные по изучению морских террас, затопленных береговых линий шельфа, свидетельствующих об изменении уровня океана в плейстоцене. На рис. 44а показана кривая колебаний уровня океана в четвертичном периоде, составленная Ф. Цейнером на основе изучения средиземноморских террас. Установлено, что эпохи повышения уровня Средиземного моря характеризовались формированием террас в интервале высот от +180 до +10 м. При этом террасы в действительности образовывались на одном уровне (близком к +10 м), но затем их высоты изменялись в результате тектонических поднятий побережий. В период максимального оледенения (рисе) уровень Средиземного моря понижался более чем на 100 м по сравнению с современным. На рис. 446 показано сопоставление колебаний уровня Мирового океана (по террасам океанических островов) с эпохами оледенений и потеплений. Видно, что формирование террас четко сопоставляется с межледниковьями (лихвинское, одинцовское, микулинское), а уровень океана во время оледенений понижался на 100-110 м (Богданов и др., 1978). После окончания последнего валдайского оледенения (вюрм) уровень океана стал повышаться со скоростью 9 м за 1000 лет. Однако около 6 тыс. лет назад темпы подъема уровня Мирового океана резко замедлились, при этом уровень почти достиг современной отметки и все последующие годы был примерно близок к ней.

СОВРЕМЕННЫЕ ИЗМЕНЕНИЯ УРОВНЯ ОКЕАНА

В настоящее время на побережьях Мирового океана существует обширная сеть уровнемерных постов (более 1500 станций), причем 80% постов находятся в северном полушарии. В России старейшим уровнемерным постом является Кронштадтский футшток (наблюдения с 1777 г.). Он входит в первую тройку мирового перечня обсерваторий с самыми продолжительными рядами наблюдений за уровнем моря после Амстердамского (с 1700 г.) и Стокгольмского (с 1774 г.). В 1946 г. нуль Кронштадтского футштока был принят за исходный пункт государственной нивелирной сети и начало Национальной (Балтийской) системы нормальных высот.

Р.К. Клиге (1985) на основе проведенных расчетов и анализа длительных рядов наблюдений за морским уровнем, восстановил возможные изменения уровня океана с 1881 г. по настоящее время. На основе полученных данных построен график колебаний осредненного уровня океана в современную эпоху (рис. 45). Видно, что за период с 1900 по 1928 гг. уровень океана незначительно колебался, а после

Рис. 44. Изменения уровня океана в плейстоцене на основе изучения морских террас. А - кривая, составленная Ф. Цейнером по высотам средиземноморских террас. Б - сопоставление колебаний уровня океана (по террасам океанических островов) с эпохами оледенений и потеплений.

Рис. 45. Долебания уровня (осредненного) Мирового океана (по Р.К. Клиге, 1995).

1928 г. началось его существенное повышение. К 1960 году оно составило 80 мм, при средней скорости подъема уровня океана в 2,4 мм/год. После 1960 г. наметилось некоторое понижение уровня океана с последующим его незначительным повышением.

В Великобритании находится штаб-квартира Постоянной службы по наблюдению за средним уровня моря, куда поступают данные с более чем 1000 океанографических станций с использованием материалов искусственных спутников Земли. Расчеты показывают, что в настоящее время фактическая скорость повышения уровня океана достигает примерно 25 см за 100 лет.

В докладе Института Всемирного наблюдения (Вашингтон) среди приоритетных глобальных экологических проблем выделяется проблема подъема уровня Мирового океана в условиях глобального потепления.

Как известно, увеличение в атмосфере содержания парниковых газов (диоксид углерода, метан, озон, фреоны и др.) способствует значительному повышению среднегодовой температуры воздуха у земной поверхности. Так, на основе энергобалансовой модели климата северного полушария выяснено, что удвоение концентрации в атмосфере СО₂ приведет к повышению средней температуры января на 2,5° и июля - на 1,8°С. При таком повышении температуры воздуха в северном полушарии площадь морских льдов уменьшится на 30%, а толщина - вдвое (Коломеев, Малышев, 1992). Еще значительнее начнет сокращаться площадь морских шельфовых ледников в южном полушарии. Уже катастрофически сокращаются площади горного оледенения в Северной Америке, Евразии и в других регионах земного шара.

Объем вод Мирового океана также может возрасти в результате теплового расширения и общего увеличения количества воды из-за таяния морских и горных льдов, причем эти два явления разграничить практически невозможно. Подсчитано, что нагрев на 1°С 100-метрового слоя морской воды, имеющей температуру 25°С, вызовет подъем уровня на 30 мм, тогда как при температуре 0°С уровень повысится всего лишь на 5 мм (Пью, 1991). Недавно американские ученые провели расчеты, которые показывают, насколько значительный вклад в подъем уровня океана вносят активная вырубка лесных массивов, осушение болот, истощение водоносных горизонтов и др. В результате этих процессов (в основном антропогенных) происходит «утечка» вод суши в океан. Подсчитано, что это приведет к ежегодному подъему его уровня на 1,5 мм. Причем наиболее весомая доля в этом приходится на массовую вырубку лесов, в частности за 50 будущих лет это составит примерно 7 мм («Природа», 1994, №9).

Все вышеперечисленные причины поднятия уровня Мирового океана могут привести к широкомасштабным экологическим и социально-экономическим проблемам. По оценкам ЮНЕП уровень океана может подняться к 2030 г. на 0,5 м и к концу XXI в. на 1 - 2 м. Это вызовет затопление приморских равнин, усиление абразионных процессов, ухудшение водоснабжения приморских городов, деградацию магровой растительности и т.п. Подсчитано, что подъем уровня океана на 1 м вызовет затопление 20% территории Бангладеш и сельхозугодий Египта, пострадают многие крупные приморские города Юго-Восточной Азии, катастрофическим наводнениям подвергнется Венеция и т.д.

По линии ЮНЕСКО начала осуществляться Международная программа «Глобальная система наблю­дений за уровнем моря» (ГЛОСС), направленная на сокращение негативных последствий повышения уровня Мирового океана.